авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 7 |
-- [ Страница 1 ] --

Федеральное агентство по образованию

Государственное образовательное учреждение

высшего профессионального образования

«Пермский государственный технический университет»

В. Н. Косков, Б. В. Косков

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН

И ИНТЕРПРЕТАЦИЯ ДАННЫХ ГИС

Утверждено Редакционно-издательским советом

университета в качестве учебного пособия

Издательство

Пермского государственного технического университета 2007 УДК 550.832 ББК 26.21 К71 Рецензенты:

д-р техн. наук, академик РАЕН, ООО «ПермНИПИнефть» Н.И. Крысин;

канд. техн. наук, доцент кафедры геофизических исследований ПГУ С.В. Горожанцев Косков, В. Н.

К71 Геофизические исследования скважин и интерпретация данных ГИС:

учеб. пособие / В. Н. Косков, Б. В. Косков. – Пермь: Изд-во Перм. гос.

техн. ун-та, 2007. – 317 с.

ISBN 978-5-88151-859- Рассмотрены основы петрофизики горных пород. Описана физическая сущность и области применения методов геофизических исследований скважин (ГИС). Освещена роль ГИС при решении геологических задач – литолого-стратиграфического расчленения разрезов скважин, выделения нефтегазовых коллекторов и определения их физических свойств и меж скважинной корреляции. Приведены сведения по использованию персо нальных компьютеров и программных технологий при обработке данных ГИС и возможности использования результатов обработки материалов ГИС при проектировании и контроле процессов разработки нефтегазовых место рождений. Изложены методы изучения технического состояния скважин.

Предназначено для студентов, изучающих дисциплину «Геофизические исследования скважин», может быть полезным студентам различных гео логических специальностей, изучающим дисциплины: «Геофизика», «Про мысловая геофизика», «Геофизические методы стратиграфической корре ляции», «Геофизические методы по контролю за разработкой».

УДК 550. ББК 26. Издано в рамках приоритетного национального проекта «Образова ние» по программе Пермского государственного технического универси тета «Создание инновационной системы формирования профессиональ ных компетенций кадров и центра инновационного развития региона на базе многопрофильного технического университета».

© ГОУ ВПО «Пермский государственный ISBN 978-5-88151-859- технический университет», ПРЕДИСЛОВИЕ Геофизические методы исследования скважин, базирующие ся на современных физических методах исследования горных пород, используются для изучения геологического строения недр по скважинным разрезам, выявления и оценки запасов углеводо родного сырья, использования промыслово-геофизической ин формации при проектировании, контроле и анализе разработки месторождений нефти и газа и технического состояния скважин.

В последние годы разработаны новые методы геофизическо го исследования скважин (ГИС), повсеместно внедряется совре менная геофизическая аппаратура, позволяющая оперативно производить комплексную обработку и интерпретацию промы слово-геофизической информации с помощью ЭВМ и персональ ных компьютеров, использующих новейшие средства программ ного обеспечения.

Комплекс ГИС назван промысловой геофизикой. В нефтяной и газовой промышленности бурение скважин и эксплуатация про дуктивных пластов осуществляется в основном по данным ГИС.

Геотермические измерения в скважинах (первые геофизические исследования в России) были выполнены еще в 1906 г. (Д. В. Голу бятниковым), а в 1929 г. и в последующие годы был внедрен элек трический каротаж с замерами КС и ПС (Л. М. Альпин, В. Н. Дахнов, С. Г. Комаров и др.).

В 30-х гг. прошлого века были получены первые результа ты гамма-каротажа (В. А. Шпак, Г. В. Горшков, Л. М. Курбатов), в 1941 г. Б. М. Понте-Корво был предложен нейтронный каро таж, а в конце 50-х гг. Е. В. Карусом был разработан акустиче ский каротаж.

В это же время с развитием геофизических методов разрабаты вались методы изучения технического состояния скважин – инкли нометрия, кавернометрия, термометрия, резистивиметрия, отбор кер на боковыми грунтоносами из стенок скважины, перфорация колонн при вскрытии пластов, торпедирование, метод опробования пластов приборами на кабеле (ОПК) и др.

В 60-е гг. были разработаны и внедрены новые методы каро тажа: индукционный (С. М. Аксельрод, М. И. Плюснин), боковой (В. Т. Чукин, А. Г. Мельников), а в 70-е – ядерный магнитный каротаж.

Углубленная обработка промыслово-геофизической информа ции, получаемой в процессе бурения и эксплуатации скважин, по зволяет решить большой спектр геологических задач. Значительную часть сведений о пересеченных скважинами отложениях получают при интерпретации данных ГИС, которые вместе с материалами литологического и палеонтологического изучения образцов горных пород и скважинных испытаний пластов используются для создания литолого-стратиграфических описаний разрезов скважин, характе ристики каждого из вскрытых скважиной пластов, построения схем корреляции и т. п. (В. Н. Дахнов, 1982;

В. А. Долицкий, 1966 и др.).

Таким образом, материалы ГИС являются важнейшим источником информации о геологическом строении нефтяных и газовых место рождений.

Интенсивное развитие промысловой геофизики привело к не обходимости создания науки о физико-химических свойствах гор ных пород, их взаимных связях и закономерностях изменения – петрофизики (В. Н. Кобранова, 1962;

А. М. Нечай, 1954;

Н. А. Перь ков, 1963 и др.).

Большие возможности использования результатов обработки геофизических скважинных наблюдений при поиске и разведке нефтяных месторождений, при подсчете запасов углеводородного сырья, проектировании и контроле процессов разработки место рождений отмечены многими исследователями (Б. Ю. Вендель штейн, 1971;

С. С. Итенберг, 1978;

С. Г. Комаров, 1973 и др.).

Значительные исследования в области геофизических иссле дований скважин выполнены зарубежными учеными Г. Доллем, С. Пирсоном, Г. Гюйо, Р. Дебрантом и др.

Внедрение машинной обработки данных ГИС позволило опера тивно решать большое количество геологических задач: расчленение и корреляция разрезов скважин, построение всевозможных прог нозных карт, определение количественных геопараметров и т. п.

(Н. Н. Сохранов и А. Е. Кулинкович, 1966;

А. И. Волков, 1980;

Ш. А. Гу берман, 1987;

М. М. Элланский, 1978 и др.).

Результаты указанных работ, раскрывающих возможности мето дов ГИС и методики их интерпретации, а также личные публикации авторов были учтены при составлении настоящего учебного пособия.

В настоящей работе также обобщены и систематизированы наиболее известные методы интерпретации данных ГИС на ЭВМ и дана их краткая характеристика. Приведено описание алгорит мов и программ машинной интерпретации промыслово-геофизи ческих материалов, разработанных при непосредственном уча стии авторов.

ВВЕДЕНИЕ В нефтяной и газовой промышленности бурение скважин про изводят не только для поисков и разведки месторождений углеводо родного сырья, но и для их разработки. В целях изучения геологиче ского разреза скважин, их технического состояния и контроля за ре жимом разработки месторождений в них проводятся геофизические исследования скважин (ГИС). Комплекс ГИС, проводимый в скважи не, называется промысловой геофизикой.

Изучение геологического разреза скважины по геофизическим данным заключается в определении последовательности и глубины залегания пластов горных пород, их литолого-петрографических и коллекторских свойств, содержания в них полезных ископае мых и оценке степени их насыщения нефтью, газом или водой.

По данным ГИС определяются количественные параметры, не обходимые для подсчета запасов нефти и газа:

– эффективная мощность коллектора;

– положение водонефтяного (ВНК) и газожидкостного (ГЖК) контактов;

– коэффициент пористости Kп продуктивных пластов;

– коэффициент нефтегазонасыщения Kнг коллекторов;

– коэффициент вытеснения нефти Kвыт и др.

Контроль за разработкой нефтяных и газовых месторождений включает в себя комплекс геофизических исследований в дейст вующих скважинах, размещенных в пределах эксплуатируемой залежи. При проектировании и контроле разработки нефтегазовых месторождений методами ГИС решаются следующие задачи:

– исследование процесса вытеснения нефти и газа в пластах коллекторах (в том числе определение начального положения и наблюдение за перемещением ВНК и ГЖК контактов);

– изучение эксплуатационных характеристик пластов (в том числе проницаемости и глинистости);

– установление состава флюидов в стволе скважины;

– изучение технического состояния скважин (в том числе оценка качества цементирования обсадных колонн и выявление мест затрубной циркуляции флюидов и т. п.).

Изучение технического состояния скважин производится на всех этапах их действия: бурения, перед вводом в эксплуатацию, в процессе эксплуатации. Во время бурения инклинометром опре деляют искривление ствола скважины, каверномером – ее диаметр, резистивиметром и электрическим термометром – места поступле ния жидкости из пласта в скважину и поглощения промывочной жидкости. Перед вводом скважины в эксплуатацию проводится изучение технического состояния колонны на герметичность и ка чество цементирования. В эксплуатационных скважинах контроль их технического состояния заключается в выявлении мест нару шения герметичности цементного кольца, нарушений сцепления цемента с колонной и породой, вызывающих возникновение за трубной циркуляции жидкости.

К ГИС также принято относить прострелочно-взрывные работы, опробование пластов приборами на кабеле, отбор керна боковыми грунтоносами, перфорацию колонн при вскрытии пластов, обсажен ных трубами, торпедирование. Связь этих работ с геофизическими исследованиями определяется тем, что для их выполнения применя ется то же оборудование, что и при ГИС. В эксплуатационных и на гнетательных скважинах с открытым забоем с помощью пороховых генераторов давления и торпедирования производят разрыв пласта и тем самым повышают их отдачу или приемистость. Поэтому ГИС в настоящее время являются неотъемлемой частью геологических, буровых и эксплуатационных работ, проводимых при разведке и раз работке нефтегазовых месторождений.

Изучение разреза возможно производить путем отбора керна.

Однако керн не всегда удается извлечь из нужного интервала (непол ный вынос керна) [30, 52], а при его отборе и выносе на поверхность свойства породы и насыщающей ее жидкости заметно изменяются, поэтому результаты анализа керна и шлама не дают полного представ ления о геологическом разрезе (рис. 1). Вместе с тем некоторые физи ко-химические свойства пород (электропроводность, электрохимиче ская активность, радиоактивность, температуропроводность, упругость и др.) поддаются изучению непосредственно в скважине в условиях их Рис. 1. Пример фрагментарного описания разрезов скважин по промыслово-геологическим данным (керн, испытания пластов) естественного залегания путем проведения в ней соответствующих геофизических исследований. Такие исследования, заменяющие час тично или полностью отбор керна, названы каротажем. Их результаты изображаются в виде диаграммы изменения физических свойств пород вдоль скважин – каротажных диаграмм. Отбор керна осуществляется в основном на первых разведочных скважинах изучаемого месторож дения и доводится до оптимального минимума, а в тех случаях, когда разрез месторождения хорошо изучен, бурение, как правило, ведется без отбора керна. Однако полный отказ от отбора керна нецелесообра зен, т. к. данные о пористости, проницаемости, нефтегазонасыщенно сти и других свойствах горных пород, полученных при анализе керна, являются исходными для обоснования количественной геологической интерпретации данных ГИС.

Поэтому результаты комплексного анализа керновых данных и материалов геофизических и гидродинамических исследований яв ляются надежной основой эффективного использования промысло вой геофизики для подсчета запасов и разработки месторождений.

В зависимости от изучаемых свойств горных пород известны следующие виды каротажа: электрический, радиоактивный, тер мический, акустический и др.

Итак, результаты каротажа дают возможность сделать геологи ческое описание разреза скважины, они являются исходными для изучения геологического строения всего месторождения и региона в целом, а также для подсчета запасов и проектирования рациональ ной системы разработки нефтегазовой залежи. Поэтому данные ГИС являются в настоящее время основными и служат для оценки коллекторских свойств пород и степени их насыщения нефтью, га зом или водой.

Данное учебное пособие по дисциплине «Геофизические ис следования скважин» подготовлено в соответствии с требованиями государственного образовательного стандарта и предназначено для студентов геологических специальностей вузов. Для успешно го освоения учебного материала дисциплины студенты должны обладать знаниями, умениями и практическими навыками по дис циплинам «Литология», «Петрофизика», «Геология нефти и газа», «Бурение нефтяных скважин», «Физика пласта».

Пособие содержит цели, задачи, структурированное содержание дисциплины, рекомендуемую основную и дополнительную литера туру, вопросы для проверки знаний при самостоятельной подготовке студентов, а также методические рекомендации с учетом использо вания информационно-коммуникационных технологий в процес се изучения дисциплины. Освоение данной дисциплины позволяет обучающимся студентам углубить и закрепить теоретические зна ния и приобрести практические навыки по обработке данных ГИС.

Настоящая работа состоит из шести частей и 16 глав.

В первой части (главы 1–2) изложены основы петрофизики гор ных пород. Приведены сведения о коллекторских, электрических, радиоактивных, акустических и других свойствах горных пород.

Во второй части (главы 3–6) даны теоретические основы ме тодов ГИС, описаны области их применения, решаемые геологи ческие задачи.

В третьей части (главы 7–8) изложены сведения о геологиче ском истолковании результатов интерпретации данных ГИС и ком плексной обработке промыслово-геофизических материалов тради ционными методами.

В четвертой части (главы 9–10) изложены сведения о реше нии некоторых геологических задач по данным ГИС традицион ными методами и с помощью ЭВМ, персональных компьютеров и программных технологий.

В пятой части (главы 11–14) изложены сведения о методах ГИС по контролю разработки нефтегазовых месторождений, изу чению технического состояния скважин и промыслово-геофизи ческому оборудованию.

В конце учебного пособия приведены рекомендации по вы полнению лабораторных, контрольных и курсовых работ и требо вания к их оформлению.

ЧАСТЬ ПЕРВАЯ ОСНОВЫ ПЕТРОФИЗИКИ ГОРНЫХ ПОРОД Горные породы в зависимости от условий их образования и рас пространения обладают присущими им структурными и текстурными признаками. Они характеризуются определенным комплексом физи ческих свойств – пористостью, проницаемостью, плотностью, упру гостью, удельным электрическим сопротивлением, радиоактивно стью и др. Наука, занимающаяся изучением физических свойств гор ных пород и установлением численной взаимосвязи различных параметров между собой, называется петрофизикой. Для того чтобы в дальнейшем уяснить физическую сущность методов ГИС, в на стоящем разделе дается представление об основах петрофизики гор ных пород, что позволит освежить в памяти сведения, полученные при слушании курса «Петрофизика горных пород» [45, 88].

ГЛАВА КОЛЛЕКТОРСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД 1.1. Пористость Под пористостью горной породы понимается совокупность пус тот (пор) между частицами ее твердой фазы в абсолютно сухом со стоянии. Пористость в основном определяет содержание в породах жидкостей и газов и является одним из основных параметров, харак теризующих их коллекторские свойства. Поры горных пород могут быть различны по происхождению, форме, размерам и внутренней взаимосвязи [40, 45, 88].

Формы и размеры отдельных пор, характер их распределения в породах и соотношение объема пор различных размеров, их взаимосвязь, извилистость и удельная внутренняя поверхность по ровых каналов определяют структуру порового пространства по роды.

По своей форме поры пород крайне разнообразны и могут быть близкими к ромбоидальным и тетраэдрическим, щелевид ным, каверновидным, трещинновидным, каналовидным, ячеистым, пузырчатым и др. (рис. 2).

Рис. 2. Породы с различными типами пористости.

Межзерновая пористость: а – с хорошо отсортированными зернами;

б – с хорошо отсортированными зернами и цементирующим вещест вом в промежутках между ними;

в – глинистый песчаник с рассеянным глинистым материалом. Пористость: г – трещинно-каверновая, д – трещинная. 1 – зерна, 2 – глинистые частицы, 3 – цементирующий материал, 4 – блоковая часть породы По размерам поры условно подразделяются на сверхкапил лярные, капиллярные и субкапиллярные. К сверхкапиллярным от носятся поры радиусом 0,1 мм и более. Движение жидкостей и газов в них происходит под действием силы тяжести или напора по обычным для трубчатого канала законам гидродинамики. Ка пиллярные поры имеют просвет от 0,0002 до 0,1 мм. Движение жидкостей и газов в них осуществляется при участии капиллярных сил и возможно лишь тогда, когда силы тяжести и напора значи тельно превосходят силы молекулярного взаимодействия между фильтрующимся флюидом и поверхностью канала фильтрации.

Размер субкапиллярных пор составляет менее 0,0002 мм. Вследст вие малого расстояния между стенками субкапиллярных каналов жидкость в них находится в сфере действия молекулярных сил и при градиентах давлений, наблюдаемых в природе, перемещать ся не может. Породы, имеющие в основном субкапиллярные поро вые каналы, не являются коллекторами (глины, глинистые сланцы, сильноглинистые разности терригенных пород и др.).

Трещинная пористость классифицируется по раскрытости трещин аналогично рассмотренной выше схеме. Трещины сверхкапиллярны, если ширина их раскрытости больше 0,25 мм, капиллярны при ширине от 0,0001 до 0,25 мм, субкапиллярны при ширине меньшей 0,0001 мм.

Иногда выделяются макротрещины и микротрещины. Первые имеют раскрытость более 0,1 мм, а вторые – от 0,01 до 0,1 мм.

Одна и та же порода может содержать поры различных разме ров. Их соотношение и распределение по объему в кластических по родах зависит от отсортированности, плотности укладки и формы породообразующих частиц. В практической работе поры горных по род по своей морфологии (форме и происхождению) принято делить на межзерновые (гранулярные), трещинные и каверновые.

Коэффициент пористости горных пород и влияние на него различных факторов. Поры горных пород могут быть взаимосвя занными и изолированными. Первые соответствуют открытой, а вторые – закрытой части порового пространства породы. Общая (абсолютная) пористость породы равна суммарному объему от крытых и закрытых пор. Количественно пористость оценивается коэффициентом, численно равным отношению объема пор Vпор к объему образца породы Vобр, и выражается в долях единицы или процентах. Для оценки внутренней взаимосвязи пор используют:

– коэффициент общей пористости Kп = Vпор.общ / Vобр, где Vпор.общ – общий объем пор в образце породы;

– коэффициент открытой пористости Kп.о = Vпор.о / Vобр, где Vпор.о – объем открытых пор в образце породы;

– коэффициент закрытой пористости Kп.з = Vпор.з / Vобр, где Vпор.з – объем закрытых пор в образце породы.

Статистическая полезная емкость пород-коллекторов опреде ляется объемом пор, которые могут быть заняты нефтью или га зом. Величина этой пористости характеризуется коэффициентом эффективной пористости Kп.эф = (Vпор.о – Vпор.св)/ Vобр, или Kп.эф = (1 – Kв.св) Kп.о, где Vпор.св – объем порового пространства, занятый связанной водой;

Kв.св – коэффициент связанной водонасыщенности.

При подсчете запасов нефти и газа используется средневзве шенное значение коэффициента пористости, рассчитываемое по формуле (K п.i hi Si ), K п.ср = (hi Si ) где Kпi, hi и Si – соответственно коэффициент пористости, мощ ность и площадь отдельных участков пласта-коллектора.

Для пород с жесткой связью частиц в определении общей по ристости Kп наряду с межзерновой первичной пористостью Kп.м значительную роль играют поры вторичного происхождения Kп.вт – трещины, каверны и другие пустоты выщелачивания. Коэффици ент общей пористости в таких породах Kп = Kп.м + (1 – Kп.м) Kп.вт, откуда коэффициент вторичной пористости Kп.вт = (Kп – Kп.м) / (1 – Kп.м).

В зависимости от преобладающего типа пористости выделяют породы с межзерновой пористостью (поровые), трещиноватые, кавернозные или порово-кавернозно-трещиноватые (смешанные).

Величина пористости обломочных пород зависит от формы и размера породообразующих частиц, степени их отсортированно сти, сцементированности и уплотненности. Породы с низкой по ристостью (меньше 5 %) при отсутствии трещин и каверн обычно не являются промышленными коллекторами. Породы с понижен ной пористостью характеризуются Kп = 5 – 10 %, со средней порис тостью – 10–15 %, с повышенной – 15–20 %. Высокопористыми считаются породы с Kп 20 %. Увеличение глинистого и другого по вещественному составу цементирующего материала снижает пористость пород.

1.2. Водонасыщенность и нефтегазонасыщенность Содержание воды в горных породах называется их влажно стью, а способность пород удерживать в себе то или иное количе ство воды в определенных условиях – влагоемкостью. В естест венных условиях поровое пространство пород-коллекторов может быть заполнено водой полностью или частично. В последнем слу чае оставшаяся его часть может быть заполнена нефтью или газом.

Количественное содержание воды (нефти, газа) и ее состояние в породах существенно влияет на формирование ряда физических свойств и имеет большое значение при проведении электрических, нейтронных и других методов ГИС.

Вода, содержащаяся в породах, в зависимости от характера ее взаимодействия с твердыми частицами имеет различное состояние и подразделяется на связанную и свободную. Содержание связанной воды в породах обусловлено химическими и физико-химическими (адсорбционными) процессами. В связи с этим различают химически связанную и адсорбционно связанную воду.

Содержание связанной воды определяется минеральным соста вом и степенью дисперсности (удельной поверхностью) ее твердой фазы. Величина последней в значительной мере зависит от глини стости. В связи с этим для более глинистых пород характерно и большее содержание связанной воды.

К свободной (подвижной или извлекаемой) воде относят во ду, которая не подвержена действию адсорбционных сил и спо собна сравнительно легко передвигаться в порах и пустотах пород под действием гравитационных сил или напора. Содержание свя занной воды в поровом пространстве пород оценивается коэффи циентом связанной водонасыщенности:

Kв.св = Vв.св / Vпор, где Vв.св – объем связанной воды, соответствующий доле объема пор, занятого связанной водой;

Vпор – общий объем пор породы.

Связанная и условно подвижная вода обусловливает остаточ ную водонасыщенность, характеризуемую коэффициентом оста точного водонасыщения Kв.ост.

Количество подвижной (извлекаемой) воды оценивается ко эффициентом подвижной водонасыщенности:

Kв.подв = Vв.подв / Vпор = 1 – Kв.ост, а общее содержание воды в поровом пространстве – коэффициен том Kв водонасыщенности:

Kв = Vв / Vпор = Kв.подв + Kв.ост = Kв.подв + Kв.усл.подв + Kв.св.

На практике часто содержание подвижной и условно подвиж ной воды рассматривается совместно и характеризуется коэффи циентом эффективной водонасыщенности Kв.эф:

Kв.эф = Vв.эф / Vпор = 1 – Kв.св = Kв.подв + Kв.усл.подв.

В поровом пространстве пород-коллекторов наряду с водой мо жет содержаться нефть и газ. При этом количественное соотношение и характер распределения воды, нефти и газа в поровом пространстве может быть различным. Распределение нефти (газа) и воды в порах зависит от того, гидрофильна или гидрофобна порода.

Твердая фаза осадочных пород сложена в основном гидрофиль ными минералами, что обусловливает распространение в природе преимущественно гидрофильных коллекторов. В общем случае Vн + Vг + Vв = Vпор;

Vн / Vпор + Vг / Vпор + Vв / Vпор = Kн + Kг + Kв = 1, где Vн, Vг и Vв – доли объемов порового пространства, занятые со ответственно нефтью, газом и водой;

Kн, Kг и Kв – коэффициенты нефте-, газо- и водонасыщенности.

Нефть или газ, находящиеся в поровом пространстве породы, извлекаются лишь частично. В связи с этим различают коэффици енты извлекаемого и остаточного нефтенасыщения (газонасыще ния), сумма которых равна Kн (Kг):

Kн = Kн.изв + Kн.ост.

В частном случае для гидрофильной нефтенасыщенной породы Kн + Kв = Kн.изв + Kн.ост + Kв.подв + Kв.ост = 1.

Если поры нефтеносной породы не содержат свободнопо движной воды (Kв.подв = 0), что происходит чаще всего, то Kн + Kв = Kн.изв + Kн.ост + Kв.ост = 1.

1.3. Глинистость горных пород Глинистость осадочных пород – это их свойство содержать частицы с dэф 0,01 мм (реже с dэф 0,001 мм), т. к. частицы таких малых размеров особенно влияют на свойства осадочных пород.

Глинистые частицы являются обломками глинистых минералов групп каолинита, монтмориллонита, гидрослюды (иллита), облом ками кварца, полевых шпатов, слюдистых и тяжелых минералов и содержат примеси лимонита, гематита, карбонатов, сульфатов (гипс), сульфидов (пирит, марказит) и других минералов. Размеры глинистых частиц, их адсорбционные свойства и способность к набуханию неодинаковы у различных по составу глинистых ми нералов.

Свойство пород содержать совокупность глинистых частиц, занимающих пространство между более крупными зернами или разделяющую их между собой, называют рассеянной глинисто стью, в противоположность глинистости слоистой – свойству по род иметь в своем составе тонкие прослои глин.

Свойство пород содержать различную массу Mс.гл (или объем Vс.гл) сухих глинистых частиц на их массу Мс (или объем Vс) в сухом состоя нии оценивается удельной массовой глинистостью kгл.м = Mс.гл / Мс (или удельной объемной kгл.м = Vс.гл / Vс). Отсюда М (1 – k п ) V k гл.м = с.гл = с.гл с.гл = т k гл.м (1 – k п ), М с с с.гл Vс где т, с.гл и с – плотности соответственно твердого, сухого гли нистого компонентов породы и сухой породы. Удельная массовая глинистость осадочных пород изменяется от нескольких единиц до 90 % и более.

Правильнее оценивать удельное объемное содержание набу хающего глинистого компонента kв.гл во влажной породе по формуле kв.гл = Vв.гл / Vв.п, где Vв.гл – объем влажной (набухающей) глины в объеме Vв.п влаж ной породы.

Степень заполнения пространства между песчано-алеври товыми, карбонатными или другими зернами глинистым материа лом характеризуется величиной относительной глинистости гл – отношением объема Vс.гл сухого глинистого компонента к сумме объемов Vпор пор породы и Vс.гл сухого глинистого компонента.

1.4. Плотность горных пород Плотность – физическая величина, которая для однородно го вещества определяется его массой в единице объема. Для прак тических целей часто используют относительную плотность. Для жидких и твердых веществ она устанавливается по отношению к плотности дистиллированной воды при 4 С, для газов – по от ношению к плотности сухого воздуха при нормальных условиях (p = 101325 Па, Т = 0 С). Средняя плотность тел (в кг/м3) = М / V.

Плотность достаточно тесно связана с рядом физико-хими ческих свойств горных пород и оказывает влияние на показания ра диоактивных, акустических и других геофизических методов иссле дования скважин.

Удельный вес равен отношению веса тела к его объему и может быть определен как произведение плотности на ускорение свобод ного падения g. Следовательно, удельный вес является физико-хими ческой характеристикой вещества, т. к. зависит от значений g.

Плотность твердой фазы м пород зависит от плотностей со ставляющих ее минералов и их соотношения в единице объема этой фазы, которая может быть мономинеральной и полимине ральной. Предел изменений довольно широкий – от 1,5 до кг/м3 и более. В первом случае ее плотность совпадает с плотно стью породообразующего минерала, во втором – определяется ве личиной средней взвешенной плотности минералов.

Жидкая фаза пород обычно бывает представлена пластовой водой или пластовой водой и нефтью. Плотность пластовых вод в свободном и рыхлосвязанном состояниях зависит в основном от химического состава, минерализации и температуры и изменяется в пределах (0,95–1,2) 103 кг/м3. Природные нефти характеризуются незначительным пределом изменения плотности. В нормальных ус ловиях (р = 0,1 МПа, Т = 20 С) в зависимости от химического соста ва н изменяется в пределах (0,7–1,06) 103 кг/м3. Повышенная плот ность обычно свойственна окисленной нефти с высоким содержани ем асфальтенов и смол. Различие плотностей нефти в пластовых и поверхностных условиях учитывается с помощью объемного коэф фициента. Если жидкая фаза состоит из воды и нефти, то ее плот ность рассчитывается как средняя взвешенная величина:

ж = в Vв + н Vн, где в и н – плотности воды и нефти;

Vв и Vн – занимаемые водой и нефтью объемы в единице объема жидкой фазы.

Плотность природных газов г в нормальных условиях зависит от их химического состава и обычно определяется отношением к плотности воздуха при тех же условиях. В отличие от твердой и жидкой фаз, г существенно зависит от температуры и давления.

Плотность пород п зависит от содержания в единице объема породы твердой Мм, жидкой Мж и газообразной Мг фаз и соответ ственно их плотностей м, ж, г. Плотности отдельных фаз опре деляются следующим образом:

м = Мм / Vм;

ж = Мж / Vж;

г = Мг / Vг.

Отсюда плотность породы п = Мп / Vп = (Мм + Мж + Мг) / Vп.

1.5. Проницаемость горных пород Свойство пород пропускать через себя жидкости, газы и их смеси при перепаде давлений называется проницаемостью. Про ницаемость является мерой фильтрационной проводимости породы.

Ее подразделяют на физическую (абсолютную), фазовую (эффек тивную) и относительную.

Физическая проницаемость соответствует проницаемости породы при фильтрации через нее однородной жидкости или газа, химически инертных по отношению к твердой фазе, и количествен но оценивается коэффициентом физической проницаемости Kпр.

В уравнении Дарси Kпр является коэффициентом пропорционально сти между скоростью фильтрации Vф однородной жидкости (газа) и градиентом давления p / L:

р Q =, Vс = Kпр µL F где p – перепад давления (Па);

L – длина пористой среды (м);

µ – динамическая вязкость жидкости (газа) (Пас);

Q –объемный расход жидкости (газа) в единицу времени (м3/с) через сечение F (м2) пористой среды. Отсюда коэффициент проницаемости (м2) Kпр = Q µ L / F p.

За единицу проницаемости значением в 1 м2 принимается проницаемость такой пористой среды, при фильтрации через обра зец которой площадью 1 м2, длиной 1 м и перепаде давления 1 Па расход жидкости вязкости 1 Пас составляет 1 м3/c. Физически эта единица измерения проницаемости характеризует величину пло щади сечения каналов пористой среды, по которым происходит фильтрация. Практической единицей измерения проницаемости является Дарси (Д), равная 1,0210-12 м2 1 мкм2. Величина, равная 0,001 Д, называется миллидарси (мД).

Горные породы условно подразделяются на проницаемые, (с Kпр = 10,210–15 м2), полупроницаемые (с Kпр = 0,1–10,210–15 м2) и практически непроницаемые (с Kпр 0,110-15 м2). Физическая проницаемость коллекторов колеблется в широких пределах от 0,110 до 310–12 м2 и более. Наибольшее распространение имеют коллекторы с проницаемостью (0,2–1,02)10–12 м2.

Основным фактором, влияющим на коэффициент проницае мости пород, является структура их порового пространства, харак теризуемая формой и размером пор, извилистостью и удельной поверхностью каналов фильтрации.

Фазовая и относительная проницаемость. В нефтегазона сыщенных породах-коллекторах одновременно присутствуют две или три фазы (нефть–вода, газ–вода, газ–нефть–вода). Способность пород, насыщенных водонефтегазовыми смесями, проводить от дельно нефть, газ, воду называют фазовой (эффективной) прони цаемостью. Последняя характеризуется своим (для каждого ком понента смеси Kпр.в, Kпр.н и Kпр.г) коэффициентом проницаемости согласно формуле, но при этом в формулу подставляются соответ ствующие значения Q и µ.

Отношение фазовой проницаемости к физической называют относительной проницаемостью Kпр.в = Kпр.в/Kпр;

Kпр.н = Kпр.н/Kпр;

Kпр.г = Kпр.г/Kпр, ее выражают безразмерной величиной в долях еди ницы или процентах. Фазовая и относительная проницаемость зависят от характера насыщения порового пространства породы, а также от физико-химических свойств пористых сред и компонен тов, насыщающих их смесей. Если часть пор занята какой-либо фа зой, то совершенно очевидно, что проницаемость породы для другой фазы становится меньше.

ГЛАВА 2. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ, РАДИОАКТИВНЫЕ, АКУСТИЧЕСКИЕ И ДРУГИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД 2.1. Удельное электрическое сопротивление Свойство горных пород проводить электрический ток харак теризуется их удельной электропроводностью или величиной ей обратной – удельным электрическим сопротивлением = 1 / = RS / L, где R – полное электрическое сопротивление образца породы (Ом);

S и L – площадь поперечного сечения (м2) и длина (м) образца.

Из формулы следует, что величина измеряется в оммометрах.

Удельное электрическое сопротивление в 1 Омм равно полному со противлению 1 м3 породы с основанием 1 м2 и высотой 1 м, измерен ному перпендикулярно к плоскости куба. Удельное сопротивление горной породы определяется удельным сопротивлением твердой фазы, жидкостей и газов, насыщающих поровое пространство, их объемным соотношением, характером распределения в породе и температурой.

Удельное сопротивление твердой фазы пород зависит от ее минералогического состава и температуры. Минералы весьма разно образны по своему удельному сопротивлению, которое изменяется в широких пределах (10-6–1015 Омм). Однако основные минералы, образующие скелетную часть твердой фазы осадочных пород (кварц, полевые шпаты, кальцит, слюды и др.), характеризуются удельным электрическим сопротивлением от 1010 до 1015 Омм и практически не проводят электрического тока [40, 88].

Присутствие в скелетной части твердой фазы полупроводящих минералов (графит, пирит, магнетит и др.) снижает ее удельное со противление в зависимости от их количественного содержания и ха рактера распределения. В природных условиях содержание в осадоч ных породах минералов повышенной электропроводности невелико и, как правило, не приводит к существенному изменению удельного сопротивления скелетной части. В связи с этим ее принято считать практически бесконечным.

Пластовые поровые воды представляют собой растворы солей (электролиты) и относятся к классу ионных проводников. Их удельное сопротивление зависит от химического состава растворенных солей, концентрации и температуры. С увеличением общей концентрации солей удельное сопротивление растворов уменьшается. При этом электропроводность раствора приблизительно равна сумме электро проводностей, обусловленных каждой из солей в отдельности. В пла стовых водах обычно преобладает содержание хлористого натрия, которое достигает 70–95 %. Если содержание других солей не превы шает 10 %, то для практических целей удельное сопротивление пласто вой воды оценивается по общей концентрации, приравненной к кон центрации NaCl. Следует отметить, что удельное сопротивление вод ных растворов с увеличением температуры закономерно уменьшается.

Для определения в обычно используется номограмма зависимо сти удельного сопротивления растворов NaCl от концентрации и температуры (рис. 3). Удельное сопротивление природных нефтей и газов во много раз превосходит удельное сопротивление пластовых вод и соизмеримо с скелетной части твердой фазы пород. Практи чески электропроводность нефтей и газов принимается равной нулю.

Удельное сопротивление неглинистых пород. Горные породы проводят электрический ток в основном за счет наличия в их поровом пространстве водных растворов солей. В связи с этим удельное со противление неглинистой породы вп гранулярного строения, поры которой полностью насыщены водой, зависит от в этой породы, ее количества и характера распределения в породе, определяемых соот ветственно коэффициентом пористости Kп и структурой порового пространства.

Для исключения влияния удельного сопротивления пластовой воды вместо вп для водонасыщенных пород принято рассматри вать величину Рп = вп / в, называемую относительным сопротивлением. Для чистых (неглини стых) пород Рп не зависит от удельного сопротивления насыщающих вод, а связано с величиной пористости и структурой порового простран ства. В связи с этим его называют также параметром пористости.

В нефтегазонасыщенной породе нефть или газ, частично замещая в поровом пространстве воду, повышают ее удельное сопротивление.

В этих условиях нг зависит от содержания в ее порах нефти, газа и во ды, характера их распространения в поровом пространстве, минерали зации пластовой воды, пористости и структуры порового пространства и т. п. Для полного или частичного исключения этих факторов, влияющих на величину нг, вместо него рассматривают отношение Рн = нг / вп 1, где нг – удельное сопротивление породы, поры которой заполнены нефтью (газом) и остаточной водой;

вп – удельное сопротивление той же породы при условии 100%-ного заполнения ее пор водой.

Величина Рн показывает, во сколько раз увеличивается удель ное сопротивление породы, насыщенной нефтью или газом, при частичном заполнении ее пор водой, и называется коэффициентом увеличения сопротивления.

Для неглинистых пород Рн зависит не только от степени их насыщения водой, но и от характера распределения в поровом пространстве воды, нефти и газа. В связи с этим величина Рн часто называется параметром насыщения. Между Рн и Kв существует обратная степенная зависимость.

Так как Kв = 1–Kнг (где Kнг – коэффициент нефтегазонасыщен ности), то Kнг = 1 / ( 1 – Kнг )n.

Удельное сопротивление глинистых пород. Для глинистой водонасыщенной породы пропорциональность между ее удельным сопротивлением вп.гл и удельным сопротивлением насыщающей во ды в нарушается. Это связано с тем, что электропроводность такой породы определяется не только проводимостью воды, но и поверхно стной проводимостью глинистых частиц, точнее, гидратационной пленки, покрывающей их поверхность. Поверхностная проводимость проявляется тем значительнее, чем выше глинистость породы и мень ше минерализация насыщающей воды. Вследствие этого относитель ное сопротивление глинистых пород, в отличие от неглинистых, за висит не только от их пористости и структуры пор, но и от их глини стости и минерализации насыщающих вод. Относительное сопротив ление глинистой породы, соответствующее насыщению высокомине рализованной водой, при которой поверхностная проводимость ми нимальна, называют предельным Рп.

Удельное сопротивление пород с трещинной и каверновой пористостью. Породы с трещинной и каверновой пористостью весь ма разнообразны по составу и строению. Наряду с межзерновой (пер вичной) пористостью Kп.м значительную роль играют поры вторично го происхождения Kп.вт – трещины, каверны и другие пустоты выще лачивания. Каверны (изолированные и полуизолированные пустоты) заметного влияния на удельное сопротивление пород не оказывают.

Наличие трещин, заполненных электролитом, вызывает существен ное снижение сопротивления по сравнению со снижением сопротив ления, обусловленным межзерновой пористостью такого же объема.

2.2. Электрохимическая активность Электрохимические процессы, протекающие в горных породах, вызывают их поляризацию. К ним относятся диффузионно-адсорбци онные, фильтрационные, окислительно-восстановительные процессы и процессы, связанные с действием внешнего электрического поля.

В зависимости от фактора, вызывающего поляризацию, различают диффузионно-адсорбционную, фильтрационную, окислительно-вос становительную и вызванную электрохимически активность пород.

2.3. Радиоактивность горных пород Под радиоактивностью понимают самопроизвольное превраще ние неустойчивых изотопов химических элементов в другие, более устойчивые, которое сопровождается выделением энергии с испуска нием -, - и -лучей. Различают естественную и искусственно вы званную радиоактивность горных пород, результаты измерений ко торых широко используются для изучения геологических разрезов скважин. Самопроизвольное превращение одного изотопа в другой называется радиоактивным распадом [40, 53, 88].

Естественная радиоактивность. В естественных радиоактив ных превращениях основными видам распада являются:

- и -распа ды, захват ядром электрона одной из оболочек атома, самопроиз вольное деление некоторых тяжелых ядер и др. При распадах радиоактивных ядер и их переходах из более возбужденного энергетического состояния в менее возбужденное или основное возникает -излучение.

Все виды радиоактивных излучений, попадая в материальную среду, испытывают в той или иной мере поглощение. Наибольшему поглощению подвержены -лучи. Поток -лучей почти полностью поглощается даже листом бумаги или слоем пород толщиной в не сколько микронов. Поток -лучей обладает большей проникающей способностью и полностью поглощается слоем алюминия толщиной 8 мм или слоем породы в несколько миллиметров. -излучение пред ставляет собой высокочастотное коротковолновое электромагнитное излучение, граничащее с жестким рентгеновским. Оно возникает в результате ядерных процессов и рассматривается как поток дис кретных частиц -квантов;

-лучи не отклоняются ни в электриче ском, ни в магнитном поле. Благодаря своей высокой проникающей способности -излучение имеет практическое значение при исследо вании разрезов скважин.

Для количественной оценки радиоактивности пользуются соот ветствующими единицами измерений. Чаще всего на практике за та кую единицу принимают весовую или объемную единицу эквива лентной концентрации радия по -излучению – г-эквивалент радия на 1 г породы (г-экв Ra/г). Такая единица соответствует концентрации радиоактивных элементов в горной породе, при которой возникает -излучение такой же интенсивности, как при распаде 1 г радия.

Радиоактивность пород в основном связана с содержанием в них таких радиоактивных элементов, как уран, торий, актино уран, продуктов распада и изотопа калия 1940К. Кроме этих элемен тов, источниками радиоактивных излучений, составляющих мень шую долю, чем вышеназванные, являются изотопы рубидия, цир кония, индия, лантана, самария, лютеция, рения, висмута и др.

В литосфере известно более 200 минералов, в состав которых входит уран, торий, радий и калий. Радиоактивность горных пород зависит от радиоактивностей их твердой, жидкой и газообразной фаз. В большинстве случаев пластовые воды и нефти характери зуются незначительной радиоактивностью, а у природных углево дородных газов она практически равна нулю. Радиоактивность твердой фазы обусловлена наличием в ее составе собственно ра диоактивных минералов и минералов, содержащих адсорбирован ные радиоактивные элементы. Обычно глинистая составляющая твердой фазы, особенно в кварцевых песчаниках и карбонатных породах, обладает значительно большей удельной радиоактивно стью, чем ее собственно твердая фаза (скелетная часть). Поэтому для конкретных типов пород характерно наличие однозначной свя зи между их радиоактивностью и глинистостью, что широко ис пользуется при интерпретации результатов гамма-каротажа.

Искусственная радиоактивность. Нейтронные свойства гор ных пород (искусственная радиоактивность) связаны с радиоак тивным распадом искусственных радиоактивных изотопов хими ческих элементов, образующихся при облучении их элементарны ми частицами (электронами, протонами, нейтронами, -частицами и др.) в результате изменений в ядре, происходящих вследствие проникновения в него заряженной частицы или нейтрона.

Нейтроны, получаемые при помощи нейтронных источников, распространяются в окружающей среде и взаимодействуют с яд рами ее химических элементов. При этом наиболее существенны ми процессами являются рассеяние и поглощение (захват).

Рассеяние нейтронов может быть упругим и неупругим. Сущ ность этого процесса состоит в изменении направления движения и уменьшении кинетической энергии нейтронов при их столкновении с ядрами элементов окружающей среды. При упругом рассеянии происходит перераспределение энергии между налетевшим нейтро ном и неподвижным ядром в соответствии с их массами и углом рас сеяния по принципу соударения упругих шаров. При неупругом рас сеянии нейтрон сначала захватывается, а затем выбрасывается ядром, но уже с меньшей энергией и под некоторым углом к направлению начального движения. Ядро же, захватившее и потерявшее нейтрон, остается на некоторое время в возбужденном состоянии и затем воз вращается в основное, испуская -квант.

Быстрые нейтроны, распространяясь в окружающей среде, в процессе неупругого и упругого рассеяний сравнительно быстро теряют свою энергию и скорость и превращаются в тепловые. По следние поглощаются ядрами вследствие реакции радиационного захвата с образованием на первой стадии составных ядер, которые затем переходят в основное состояние с испусканием -квантов.

Распределение нейтронов в среде (породах), т. е. плотность ней тронов на различном расстоянии от источника, зависит от ней тронных свойств этих пород, в основном связанных с химическим составом последних. Для большинства горных пород поглощаю щие и замедляющие свойства определяются водородосодержани ем: чем оно выше, тем быстрее убывает плотность нейтронов с удалением от источника.

Вероятность той или иной реакции взаимодействия нейтронов с веществом количественно характеризуется нейтронным эффектив ным сечением, численное значение которого выражается в метриче ских единицах. Поэтому интенсивность поглощения тепловых ней тронов зависит от содержания в породах элементов с высоким эф фективным сечением захвата, основным из которых в осадочных породах является хлор. Замедляющая и поглощающая способности горных пород определяют пространственное распределение нейтро нов на различных стадиях их взаимодействия с породами, на изуче нии которого основаны нейтронные методы исследования скважин.

2.4. Упругие свойства горных пород Компоненты горных пород – твердая фаза, жидкость и газы – обладают резко отличными упругими свойствами. В породе, на кото рую действуют внешние силы, стремящиеся к восстановлению ее начальной формы и размеров, величина последних сил, приходящая ся на единицу площади сечения тела, измеряемая в паскалях, называ ется напряжением, которое является векторной величиной, завися щей от действия внешних сил, внутренних свойств и формы образца породы. В зависимости от характера приложенных внешних сил образец породы может испытывать линейное, плоскостное и объем ное напряженное состояние. Под воздействием внешних сил изменя ются линейные размеры, объем или форма горной породы. Эти изме нения называются деформацией [40, 53, 88].

При увеличении напряжений можно наблюдать три вида дефор мации породы – упругую, пластическую и разрушающую. Для каж дого из приложенных напряжений существует свой коэффициент пропорциональности между напряжениями и упругими деформация ми, являющийся упругим параметром породы. Коэффициент про порциональности между продольным (сжимающим или стягиваю щим) напряжением p и соответствующей ему относительной дефор мацией e называется модулем упругости или модулем Юнга Е:

p = E e.

Коэффициентом пропорциональности к между касательным напряжением и соответствующей деформацией сдвига с является модуль сдвига G:

к = G с.

При объемном напряженном состоянии породы, что соответст вует действию всестороннего гидростатического давления, связь ме жду величиной р и относительным изменением объема V / V выра жается через модуль всестороннего сжатия Kс или сжимаемость с:

V 1 V.

р = – Kс = с V V Связь между относительными продольными и поперечными деформациями сжатия (растяжения) устанавливается коэффициен том Пуассона :

l2 / l2 е2, = –K c = l1 / l1 е где l1 и l2 – начальные продольный и поперечный размеры образца;

l1' и l2' – то же, при одностороннем сжатии, l1 = l1' – l1;

l2 = l2' – l2;

e1 = –l1/l1;

e2 = l2/l2.

Скорость распространения упругих волн. Смещение одной частицы горной породы под действием внешних сил вызывает сдвиг других, более удаленных, а распространение упругой деформации происходит с определенной скоростью. Если на породу действуют кратковременные силы, то в ней возникают упругие колебания.

Процесс последовательного распространения в породе дефор маций (упругих колебаний) называется упругой волной. В зависимо сти от вида деформации в породе возникают различные типы волн, основными из которых являются продольные и поперечные.

Продольные волны связаны с объемной деформацией среды, а их распространение представляет собой перемещение зон растяже ния и сжатия, при котором частицы среды совершают колебания око ло своего первоначального положения в направлении, совпадающем с направлением распространения волны. Продольные волны распро страняются в любой среде – твердых телах, жидкостях и газах, т. к.

все вещества обладают сопротивлением объемному сжатию.

Поперечные волны обусловлены деформациями сдвига в сре де и присущи только твердым телам, т. к. в жидкостях и газах от сутствуют сопротивления сдвигу. Их распространение представля ет собой перемещение зоны скольжения слоев среды относительно друг друга;

частицы среды совершают колебания около своего первоначального положения в плоскости, перпендикулярной к на правлению распространения волны.

Одним из важных кинематических параметров упругих волн является скорость их распространения Vп. Для идеально упругих изотропных горных пород скорости продольных Vp и поперечных Vs волн определяются по формулам:


Vp = Е (1– v) п (1+ v)(1–2v) и Vs = Е 2п (1+ v), где п – плотность породы;

Е и – соответственно модуль Юнга и коэффициент Пуассона.

Осадочные горные породы в большинстве своем являются диф ференциально упругими и не обладают совершенной связью между фазами. Вследствие этого скорости распространения в них упругих волн отличаются от скоростей, вычисляемых по формулам. Известен ряд уравнений, с помощью которых устанавливается зависимость скорости продольных волн в породах от скоростей их распростране ния в отдельных фазах и коэффициента пористости. Наиболее про стым из них и широко применяемым на практике является уравнение Вилли (уравнение среднего времени), согласно которому Vп в порис той породе рассчитывается по времени ее прохождения через мине ральный скелет tм и жидкость tж, заполняющую поры:

1 1 Kп Kп = + tп = tм + tж или, Vп Vм Vж где Kп – коэффициент пористости;

Vм и Vж – скорости продольных волн соответственно в минеральном скелете и насыщающей жид кости. В последнем уравнении вместо скорости целесообразнее использовать соответствующее ей интервальное время (величину, обратную скорости) tп = (1 – Kп) tм + Kп tж, где tм, tп и tж – интервальное время соответственно в мине ральном скелете, породе и насыщающей ее жидкости.

Величина tм зависит от минералогического состава скелета и для конкретных типов отложений является постоянной. Среднее значение скорости распространения волн в осадочных породах составляет 2500–4000 м/с.

Основными факторами, влияющими на скорость распростра нения упругих колебаний в горных породах, являются: литолого минералогический состав, поровое пространство, заполненное жидкостью, степень насыщения пор жидкостью или газом, степень цементации, текстурные и структурные особенности, разность горного и пластового давления (эффективное давление) и др.

Часто возникает необходимость в определении tм для кон кретного интервала геологического разреза. В этом случае сопос тавляются показатели времени, отсчитанные по диаграмме акусти ческого каротажа tп, со значениями пористости Kп, установленны ми по керну или одному из геофизических методов. Полученные данные используются для построения графика зависимости tп от Kп. Осредненная прямая, проведенная через нанесенные точки, отсекает на оси времени значение tп при Kп = 0. Если пористость по разрезу изменяется слабо, то значение tм для каждого одно родного пласта рассчитывают по формуле tп K п tж tм =.

1 Kп Скорость пробега продольной волны (интервальное время) в воде зависит от ее минерализации, температуры и давления и определяется на практике с помощью номограммы. Скорость распространения упругих волн в нефти и газе меньше, чем в воде, так как сжимаемость углеводородов больше, чем сжимаемость во ды. На величину скорости влияет также тип цемента.

Распространение упругих волн в горных породах сопровождает ся постепенным уменьшением их интенсивности по мере удаления от источника возбуждения. Уменьшение интенсивности в основном свя зано с поглощением части энергии упругих колебаний породой и превращением ее в тепловую вследствие взаимного трения час тиц породы, совершающих колебательные движения;

с рассеива нием акустической энергии и неоднородностями породы.

Коэффициент поглощения упругих волн ак характеризует ин тенсивность поглощения энергии волн в среде и может быть опре делен по формуле l А = ак ln, А l где А1 и А2 – амплитуды волн, регистрируемые приемниками, распо ложенными на расстоянии l друг от друга. Размерность ак выража ют в децибеллах на 1 м или м–1. Величина ак в горных породах за висит от монолитности их скелета, пористости, трещиноватости, вещественного состава заполнителя пор, литологии и других пара метров.

При геофизических исследованиях скважин изучаются диэлек трические, магнитные и термические (тепловые) свойства.

2.5. Другие физические свойства горных пород Диэлектрическая проницаемость. Вещества, которые поля ризуются в электрическом поле и обладают очень малой электро проводностью (практически не проводят электрический ток), на зываются диэлектриками. Поляризуемость вещества характеризу ется диэлектрической проницаемостью = 1 + 4 а, где а – поляризуемость среды.

Абсолютная диэлектрическая проницаемость определяется соотношением D/E, показывающим, во сколько раз напряженность электрического поля Е в данном диэлектрике меньше напряженно сти поля индукции D в вакууме. Диэлектрическая проницаемость является одним из физических свойств горной породы и показыва ет, во сколько раз возрастает емкость конденсатора, если вместо вакуума между обкладками в качестве диэлектрика поместить данную породу. Она измеряется в фарадах на метр и определяется в виде произведения = отн 0, где отн – относительная диэлектрическая проницаемость, показы вающая, во сколько раз абсолютная диэлектрическая проницае мость данной среды превышает абсолютную диэлектрическую проницаемость вакуума 0. Вакуум обладает наименьшей ди электрической проницаемостью, равной 10–9/36 8,85 10–12 Ф/м.

Диэлектрическая проницаемость горных пород зависит от их состава, содержания в них твердой, жидкой и газообразной фаз, а также от частоты поля и температуры. Значения отн главных по родообразующих минералов невелики (4–10), например в отличие от воды при 20 °С, для которой отн достигает 80. Поэтому диэлек трическая проницаемость пород в большой степени зависит от их водонасыщенности. Для нефти отн = 2–6, а для нефтенасыщенной породы – 6–10.

Зависимость величины отн от коэффициента водо- и нефтена сыщенности для пород-коллекторов почти линейно связана с ко эффициентом водонасыщенности Kв.

Магнитные свойства горных пород. Основными магнитными параметрами горных пород, используемыми в геофизике, являются намагниченность I, магнитная восприимчивость и магнитная прони цаемость µ. Намагниченность характеризует магнитное состояние на магниченного тела и оценивается для однородного намагниченного тела как отношение магнитного момента Мм к единице его объема V:

I = Мм / V.

В случае неоднородного намагниченного тела I определяется для каждой точки (физически малого объема) и представляет сред ний магнитный момент единицы объема, равный геометрической сумме магнитных моментов отдельных атомов и молекул, заклю ченных в этом объеме. Единица намагниченности – 1 А/м, т. е.

1 м2 вещества обладает магнитным моментом в 1 Ам2. Магнитный момент – основная величина, характеризующая магнитные свойст ва вещества. Магнитным моментом определяются силы, дейст вующие на тело во внешнем магнитном поле.

Магнитная восприимчивость определяет связь между магнит ным моментом (намагниченностью) породы I и ее магнитным по лем Н:

= I/H, где – величина безразмерная;

размерность Н – А/м. Различают объемную магнитную восприимчивость, отнесенную к единице объема, и удельную уд, рассчитанную на 1 кг вещества.

Магнитная проницаемость µ характеризует связь между маг нитной индукцией В в породе и магнитным полем Н:

µ = В/ µо H, где µо – коэффициент пропорциональности, принятый в качестве магнитной постоянной.

По величине магнитной восприимчивости горные породы подразделяются на четыре группы: очень сильномагнитные, силь номагнитные, среднемагнитные и слабомагнитные. Осадочные породы обладают слабой магнитностью. Их магнитные свойства определяются содержанием частиц ферромагнитных минералов, сильных и темноцветных парамагнетиков и слабых парамагнит ных и диамагнитных минералов. Для глинистых пород составля ет (10–14) 10–3, для песчаников – (14–15) 10–3, а для гидрохимиче ских и карбонатных пород – менее 610–3 А/м. Под действием маг нитного поля Земли горные породы в период своего формирования способны намагничиваться и сохранять приобретенную (остаточ ную) намагниченность в последующие геологические эпохи. По величине и направлению остаточной намагниченности пород оп ределяют магнитное поле, существовавшее в данной точке земной поверхности при образовании породы. На этом основывается па леомагнетизм – область знаний, занимающаяся изучением эволю ции геомагнитного поля во времени.

Тепловые свойства горных пород. Основными тепловыми свойствами горных пород являются теплопроводность или теп ловое сопротивление породы = 1/, теплоемкость или удельная теплоемкость с и температуропроводность породы a.

Коэффициент теплопроводности характеризует способность горных пород к передаче тепла и численно показывает поток тепла в ваттах в единицу времени через породу сечением 1 м2, высотой 1 м при разности температур 1 К и выражается в ваттах на метр кельвин. В промысловой геофизике обычно пользуются величиной обратной теплопроводности – тепловым сопротивлением породы (в метр-кельвинах на ватт).

Установлено, что тепловое сопротивление пород понижается с увеличением их плотности. Поэтому изверженные и метаморфи ческие породы имеют меньшее тепловое сопротивление, чем оса дочные песчано-глинистые отложения. С глубиной плотность гор ных пород закономерно возрастает.

Тепловое сопротивление зависит от слоистости пород: в на правлении, перпендикулярном к напластованию, тепловое сопро тивление выше, чем в направлении напластования. Это явление известно под названием тепловой анизотропии. Понижение тепло вого сопротивления по напластованию связано с циркуляцией вод в этом направлении и возникающим в результате дополнительным переносом тепла – конвекцией.

Свойство среды поглощать тепловую энергию при теплооб мене оценивается удельной теплоемкостью (массовой См, объем ной Сv). Под удельной теплоемкостью понимают количество тепла в джоулях, необходимое для нагрева 1 кг данного вещества на 1 К, и выражают ее в джоулях на метр-кельвин. Изменение темпе ратуры различных пород при поглощении или отдаче ими тепла может происходить с различной скоростью. Эта скорость измене ния температуры пород характеризуется комплексным парамет ром, называемым температуропроводностью. Тепловые свойства основных породообразующих минералов изменяются незначи тельно. Несколько повышенным тепловым сопротивлением и по ниженной теплопроводностью обладают глинистые минералы твердой фазы. Данные о тепловых свойствах горных пород ши роко используются при термических исследованиях бурящихся и эксплуатационных скважин и решении задач, связанных с раз ведкой и разработкой месторождений нефти и газа.


ЧАСТЬ ВТОРАЯ ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ РАЗРЕЗОВ СКВАЖИН Геофизические методы исследования скважин служат для по лучения геологической документации разрезов скважин, выявле ния и промышленной оценки полезных ископаемых, осуществле ния контроля за разработкой нефтяных и газовых месторождений, изучения технического состояния скважин и т. д. С этой целью по данным ГИС изучают в скважинных условиях физические свойст ва горных пород. Методы ГИС подразделяются на электрические, радиоактивные, акустические, магнитные, термические и т. п. Гео физические методы позволяют представить разрезы скважин ком плексом физических характеристик, таких как удельное электри ческое сопротивление, радиоактивность, теплопроводность изу чаемых сред, скорость распространения упругих волн в них и т. п.

Основным документом для геологической службы является лито лого-стратиграфическая колонка, полученная по результатам ин терпретации материалов ГИС и содержащая сведения о положении границ пластов и их толщинах, литологической характеристике каждого пласта, о наличии коллекторов, о характере флюида, за полняющего поровое пространство продуктивных пластов (нефть, газ, вода) и др. Окончательный результат геофизических исследова ний представляется не теми физическими свойствами, которые изу чаются методами ГИС, а такими параметрами, как пористость, про ницаемость, глинистость пород, коэффициент нефтегазонасыщения порового пространства. Оценка этих свойств и составляет один из важнейших этапов процесса интерпретации геофизических данных.

Интерпретация, в свою очередь, может быть качественной, если, на пример, определяется литологический состав породы, и количествен ной, если оценивается количество содержащегося в породе того или иного компонента (глины, нефти, газа и др.) [18, 21, 31].

Методы ГИС используются также при контроле технического состояния скважин и при исследовании действующих скважин в процессе разработки нефтегазовых месторождений. За последнее время широкое распространение получила интерпретация данных ГИС с помощью ЭВМ.

ГЛАВА 3. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ СКВАЖИН Электрические и магнитные методы исследования разрезов скважин включают модификации, основанные на изучении элек тромагнитных полей различной природы в горных породах. Элек тромагнитные поля делятся на естественные и искусственные. Ес тественные поля в земной коре обусловлены электрохимическими процессами, магнитотеллурическими токами и другими природ ными явлениями. Искусственные электромагнитные поля создают ся в горных породах генераторами постоянного или переменного тока различной мощности и представляют собой непосредствен ный результат деятельности человека, направленный на изучение строения земной коры, поиски, разведку и разработку месторож дений [18, 28, 31, 40].

Классификация электрометодов исследования скважин (рис. 4) основана на характере происхождения изучаемого электромагнитно го поля и его изменении во времени – на частоте. По происхождению методы электрометрии делятся на две большие группы – естествен ного и искусственного электромагнитного поля, а по частоте – на ме тоды постоянного, квазипостоянного и переменного поля. Среди ме тодов переменного поля различают низко- и высокочастотные.

Для изучения стационарных естественных электрических по лей применяются методы потенциалов собственной поляризации горных пород (ПС). Искусственные стационарные и квазистацио нарные электрические поля исследуются методами кажущегося сопротивления (КС), микрозондирования (МЗ), сопротивления за земления (БК и МБК), методами регистрации тока (ТМ) и потен циалов вызванной поляризации (ВП). Искусственные переменные электромагнитные поля изучаются индукционными (ИК), диэлек трическими (ДМ) и радиоволновыми методами.

Рис. 4. Классификация электрических методов исследования скважин.

Измеряемые величины: UПС – потенциал самопроизвольной поляризации;

к – кажущееся удельное сопротивление;

к – кажущаяся удельная про водимость;

к – кажущаяся диэлектрическая проницаемость 3.1. Основы теории потенциала электрического поля Для определения удельного сопротивления горных пород в сква жине используется источник тока, создающий в окружающей среде электрическое поле. Допустим, что в неограниченную проводящую среду при помощи электродов А и В вводится ток, создающий в ней электрическое поле (рис. 5). Такое поле тождественно электрическо му полю зарядов электродов А и В, помещенных в непроводящую среду. Разница заключается лишь в том, что в электрическом поле заряды неподвижны, а в проводящей среде они находятся в движе нии, непрерывно возобновляясь источником тока.

Рис. 5. Схема ввода тока в неограниченную проводящую среду с помощью заземлений (электродов) А и В Электрическое поле характеризуется напряженностью Е, кото рая является вектором, имеющим величину и направление. За едини цу напряженности электрического поля принимается вольт на метр (В/м), т. е. напряженность электрического поля, при котором между точками, находящимися на расстоянии 1 м, вдоль линии напряженно сти поля (отражающей ее направление) создается разность потенциа лов 1 В. Под линией напряженности, называемой чаще силовой ли нией, подразумевают такую линию, в каждой точке которой вектор напряженности направлен по касательной к ней. Силовые линии со ответствуют путям, вдоль которых должен был бы двигаться поло жительный заряд. При помощи этих линий можно наглядно изобра зить силовое поле;

при этом густота его линий выбирается пропор ционально напряженности.

Работа, совершаемая силами электрического поля при переме щении единичного положительного заряда из некоторой точки в бес конечно удаленную, численно равна электрическому потенциалу данной точки (с обратным знаком). Потенциал есть величина скаляр ная и в каждой точке поля имеет вполне определенное значение, по этому может служить характеристикой поля наравне с напряженно стью Е. За единицу электрического потенциала принимается вольт (В) – разность потенциалов между двумя точками при постоянном токе силой 1 А, в котором затрачивается мощность 1 Вт.

Потенциал электрического поля представляет собой функ цию, которая изменяется от точки к точке и убывает в направле нии хода силовой линии. В каждом реальном случае можно выде лить совокупность точек, потенциалы которых одинаковы. Гео метрическое место точек постоянного потенциала называют эквипотенциальной поверхностью. Если путь перемещения заряда замкнут по эквипотенциальной поверхности, то работа электриче ских сил равна нулю. Известно, что потенциал точечного заряда e в точке, отстоящей от него на расстоянии r, U = e / r = E · r.

Следовательно, эквипотенциальная поверхность с постоянным зна чением r есть сфера с центром в точечном заряде (рис. 6). Между напря женностью поля Е и потенциалом U имеется определенная связь.

Рис. 6. Эквипотенциальные поверхности (пунктирные линии) и силовые линии (сплошные):

а – точечный заряд;

б – два разноименных численно равных заряда;

в – два точечных одноименных заряда Существование такой связи следует из того, что работу элек трических сил можно выразить через напряженность и разность потенциалов точек поля.

Рассмотрим однородное электрическое поле напряженно стью Е (рис. 7, а).

Рис. 7. Однородное электрическое поле напряженностью Е (а) и элементарный объем среды (б) с удельным сопротивлением, длиной dr и сечением dS.

r – расстояние между эквипотенциальными поверхностями U1 и U Расстояние r между эквипотенциальными поверхностями U и U2 бесконечно мало, следовательно, на всем расстоянии между ними можно считать напряженность поля постоянной. Работа пе ремещения единичного заряда е на пути dr равна Е·dr. Эта же ра бота может быть выражена через разность потенциалов начала U и конца U1 с обратным знаком:

U2 – U1 = –E · dr.

В неоднородном поле силовые линии не будут прямолиней ными, а эквипотенциальные поверхности будут иметь сложную форму. Однако для бесконечно малых участков пространства мож но пренебречь кривизной силовых линий и эквипотенциальных поверхностей и на основании предыдущих рассуждений записать:

dU = –E · dr ;

E = –dU / dr.

Знак минус указывает, что напряженность Е направлена в ту сторону, в которую действует сила на положительный заряд, т. е.

в сторону убывания потенциала.

Величина dU / dr, характеризующая быстроту изменения по тенциала при перемещении в направлении, перпендикулярном к эквипотенциальным поверхностям в сторону его увеличения, называется градиентом потенциала и обозначается grad U. Как видно из формулы, напряженность поля – это градиент потенциала с обратным знаком, т. е.

Е = –grad U.

Сила тока I представляет собой физическую величину, изме ряемую количеством электричества, перенесенного через данную площадку за единицу времени, независимо от того, в каком направ лении и под каким углом к площадке движутся частицы, несущие заряды.

Для учета направления переноса зарядов вводится в рассмот рение вектор плотности тока j, который направлен в сторону поло жительных зарядов, т. е. в направлении вектора напряженности Е.

Под плотностью тока понимается количество электричества, про текающее в единицу времени через единичную площадку, перпен дикулярную к направлению тока.

Если ток I равномерно распределен по площади S, перпенди кулярной к его направлению, то величина плотности тока j=I/S.

В общем случае плотность тока определяется отношением силы тока dI, протекающей через перпендикулярный к направле нию тока элемент сечения среды, к площади dS этого элемента:

j = dI / dS.

Распределение электрического поля в пространстве удовле творяет двум основным законам: Ома и Кирхгофа, выраженным в дифференциальной форме. Для пояснения закона Ома выде лим элементарный объем (рис. 7, б) среды с удельным сопро тивлением, длиной dr и сечением dS;

через сечение dS и пер пендикулярно к нему проходит ток dI, образуя на концах падение потенциала dU. Cопротивление элементарного объема dR = (dr / dS), а падение потенциала на его концах dU = dI · dr / dS или dI / dS = = –1 / · dU / dr.

В итоге получаем j=E /.

Закон Ома в дифференциальной форме выражается так: плот ность тока в каждой точке проводника равняется напряженности электрического поля в этой точке, деленной на удельное сопро тивление вещества.

Физическая сущность первого закона Кирхгофа в дифферен циальной форме заключается в том, что если какой-либо элемент объема не содержит источников, то сила тока, втекающего в этот объем, равна силе тока, вытекающего из него. Этим выражается непрерывность потока токовых линий через любую замкнутую поверхность, не содержащую дополнительных источников тока.

Если считать, что входящие и выходящие из данного объема токи имеют разные знаки, то алгебраическая сумма их равна нулю, т. е.

эти токи по величине равны. Невыполнение этого условия привело бы к накоплению электрических зарядов в некоторых точках, что исключается.

Закон Кирхгофа в дифференциальной форме записывается в виде следующего уравнения:

div j = 0.

Рассмотрим электрическое поле в однородной изотропной среде. Предположим, что имеется такая среда с удельным сопро тивлением. Введем в нее электрод А, из которого вытекает ток силой I. Допустим, что размеры электрода А малы и его можно рассматривать как точечный, а второй электрод удален (теорети чески в бесконечность) и не оказывает влияния на электрическое поле вблизи электрода А. При этих условиях линии тока, исходя щие из точки А, будут прямыми, а эквипотенциальные поверхно сти – концентрическими сферами с центром в точке А. В пересече нии с плоскостью чертежа эти сферы дают окружность с центром в точке А (рис. 8).

Рис. 8. Электрическое поле в однородной изотропной среде Определим потенциал в точке М, расположенной на расстоя нии r от источника тока А. Плотность тока j в точке М j = I / 4 r2, т. к., если Е = dU /dr = j, то dU / dr = · I / 4 r2.

Отсюда потенциал в точке М Idr I UМ = = + C.

4r 4r Т. к. потенциал в бесконечности равен нулю, т. е. при r =, U = 0, то постоянная интегрирования С = 0. Тогда выражение по тенциала в точке М, созданного точечным электродом А, через который протекает ток I, в однородной изотропной среде с удель ным сопротивлением примет вид UМ = I / 4 r.

Легко видеть, что если поменять местами точки А и М, т. е.

источник тока поместить в точку М и определять потенциал в точ ке А, то его величина выражается с помощью этого же уравнения.

Это положение справедливо и для неоднородной среды, оно нахо дит важное практическое применение в электрическом каротаже и известно под названием принципа взаимности.

Так, например, если через токовые электроды А и В четырех электродной установки AMNB пропускать ток, то при помощи из мерительных электродов М и N можно регистрировать разность потенциалов U между двумя точками этого электрического поля.

Подставляя в формулу вместо r величины АМ или АN, полу чаем потенциал в точке М:

UМ = · I / 4 AM и потенциал в точке N:

UN = · I / 4 AN.

Если считать электроды зонда точечными, то разность потен циалов между его измерительными электродами М и N ( AN AM ) 1 U = UМ – UN = · I / 4 =·I/4, AM AN AM AN где АN – АМ = MN.

Тогда I MN U =.

4 AM AN По этой формуле можно вычислить удельное сопротивление однородной среды:

U 4 AM AN =.

I MN Все величины, входящие в правую часть формулы, можно из мерить и таким образом определить величину удельного сопро тивления среды, что и является целью электрического каротажа по методу сопротивлений.

При каротаже разность потенциалов выражается в тысяч ных долях вольта – милливольтах (мВ), сила тока – в тысячных долях ампера – миллиамперах (мА), а расстояния MN, AM и AN – в метрах (м), при этом удельное сопротивление будет выражено в омметрах (Ом · м).

Приведем последнюю формулу к виду, в котором она обычно применяется в практике электрического каротажа. Для этого пола гая, что 4 AM AN = K, MN получим U =K, I где K – коэффициент зонда – постоянный множитель, зависящий от расстояний АМ, АN и взаимного расположения электродов;

U/I представляет собой сопротивление части среды, заключенной ме жду двумя эквипотенциальными поверхностями, проходящими через точки М и N.

Это выражение справедливо для вычисления истинного удельного сопротивления изотропной и однородной среды. При каротаже мы имеем дело с неоднородной средой и поэтому вели чина удельного сопротивления является условной (фиктивной) и названа кажущимся удельным сопротивлением (КС или к).

3.2. Электропроводность и удельное электрическое сопротивление Электропроводность горных пород не зависит от их мине рального состава, т. к. удельное электрическое сопротивление ос новных породообразующих минералов (кварц, полевой шпат, ан гидрит, галит) изменяется от 108 до 1015 Ом·м, что соответствует первоклассным изоляторам.

Проводимость основной группы осадочных горных пород (пес ки, песчаники, известняки, глины), минеральный скелет которых имеет практически бесконечное сопротивление, определяется лишь присутствием природной воды в порах породы (рис. 9). Удельное электрическое сопротивление воды на много порядков меньше со противления минерального скелета и изменяется от 10–2 до 101 Ом·м.

Проводящая фаза – поровая вода распределяется в породах по-разному. В большинстве случаев она заполняет целиком все поровое пространство, независимо от того, мала или велика общая пористость породы. Такие породы являются полностью водона сыщенными (Kв = 100 %). На глубине также встречаются породы, поры которых лишь частично заполнены водой. Это нефтеносные и газоносные пласты. Такие породы по удельному сопротивлению вп в значительной мере отличаются от водонасыщенных (вп), по скольку нефть и газ, как и скелет породы, являются изоляторами (удельное сопротивление их достигает 1016 Ом·м).

Рис. 9. Удельные электрические сопротивления некоторых горных пород Пластовые, или поровые, воды представляют собой сложные растворы электролитов. Концентрация солей в природных водах весьма разнообразна и изменяется от единиц до 300 г/л. Удельное электрическое сопротивление таких растворов тем ниже, чем выше концентрация солей с и температуры t. Для определения в поль зуются экспериментальными графиками в = f (c, t), полученными для растворов NaCl (см. рис. 3).

Буровые растворы, в свою очередь, представляют собой вод ную суспензию. Различают удельное сопротивление бурового рас твора с и его фильтрата ф – той воды, в которой взвешены мине ральные частички. Значение ф находится по удельному сопротив лению бурового раствора, зависящему от глинистых или других частиц, взвешенных в растворе.

Т. к. главные породообразующие минералы не являются про водниками электрического тока, проводимость горных пород обес печивается только присутствующей в порах пластовой водой. Если все поровое пространство насыщено водой, удельное электрическое сопротивление породы вп будет пропорционально удельному со противлению проводящей компоненты в;

в то же время оно будет зависеть от объема этой воды, т. е. коэффициента пористости:

вп = Рп в, где Рп – параметр пористости породы, зависящий от пористости Kп и типа порового пространства – извилистости поровых каналов или степени цементации породы. Экспериментально выведенная формула связи параметра пористости Рп с коэффициентом порис тости Kп имеет вид Рп = а / Kп m (рис. 10).

Рис. 10. Зависимость Рп = f (Кп) Удельное электрическое сопротивление породы, поровое про странство которой частично заполнено нефтью либо газом (нп), отличается от сопротивления этой же породы, насыщенной пла стовой водой (вп), в Рн раз;

величина Рн называется параметром насыщения: Рн = нп / вп = нп / Рп в.

Параметр насыщения Рн зависит от коэффициента водонасы щенности Kв (рис. 11).

Рис. 11. Зависимость Рн = f (Кн) 3.3. Характеристика объекта исследования При проходке скважины различные горные породы, приве денные в контакт с буровым раствором, изменяются неодинаково.

Плотные, монолитные с минимальной пористостью породы не претерпевают изменения, и тогда буровой раствор контактирует со средой, физические свойства которой не изменены. Если породы хрупкие, на контакте со скважиной может образоваться слой с час тично нарушенной структурой пласта и как бы образованной вбли зи скважины зоной искусственной трещиноватости.

Глинистые породы на контакте с буровым раствором, как правило, набухают, размываются и выносятся буровым раствором, в результате чего диаметр скважины в таких интервалах может значительно увеличиться, а на контакте глины с раствором образу ется небольшой глубины зона набухшей либо растрескавшейся чешуйками глины.

Изменение пласта-коллектора мощностью h, залегающего сре ди вмещающих пород с удельным сопротивлением вм и обладаю щего значительными пористостью и проницаемостью, на контакте со скважиной (диаметром dс) бывает наиболее существенным.

Вскрытие коллекторов всегда ведется при условии, что давление в скважине превышает пластовое. Это вызывает фильтрацию жид кости из скважины в пласт (рис. 12).



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 7 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.